Aufbau und Zusammensetzung der Erdatmosphäre

Inhaltsverzeichnis

1 EINLEITUNG

DIE ATMOSPHÄRE - DEFINITION, CHARAKTERISIERUNG, DIMENSIONEN

DIE VERTIKALE STRUKTUR DER ERDATMOSPHÄRE

DIE ZUSAMMENSETZUNG DER ERDATMOSPHÄRE

Die reine, trockene Atmosphäre
Stickstoff (N2)
Sauerstoff (O2)
Edelgase
Kohlendioxyd (CO2)
Ozon (O3)
Sonstige
Wasserdampf
Aerosol
Die Heterosphäre

DER MENSCH UND SEINE ATEMLUFT - EINE SCHLUßBETRACHTUNG LITERATUR
Fachliteratur
Weitere verwendete Literatur

Einleitung

Die Atmosphäre, Grundlage für jede höher entwickelte Lebensform, ist im Rahmen der allgemeinen Umweltproblematik immer weiter ins Blickfeld der Öffentlichkeit gerückt. Kein Wunder, werden doch lebenswichtige Anteile wie Ozon und Kohlendioxid verändert, was auf wichtige Funktionen der Atmosphäre wie Wärmespeicherung und Niederschlagsverteilung Einfluß nimmt, und werden doch vom Menschen selbst Stoffe hinzugeführt, die auf ihn selbst und auf seine Lebensgrundlagen toxisch wirken können.

Nicht nur im Rahmen der klassischen Klimatologie, sondern auch gerade in der Umweltdiskussion ist es für Geographen wichtig, die Atmosphäre, ihren Aufbau und ihre Prozesse zu kennen. Grundlage hierfür ist die Kenntnis ihres Aufbaues, also ihrer Zusammensetzung und ihrer Vertikalstruktur. Diese Arbeit möchte hierüber einen zusammenfassenden Überblick geben.

Beide Bereiche, Zusammensetzung und Vertikalaufbau, sind eng miteinander verzahnt, gerade einige Prozesse der Zusammensetzung variieren mit der Höhe. Dennoch werden beide Bereiche, nach einem einleitenden Teil, aus Gründen der Übersichtlichkeit separat abgehandelt; besonders bezüglich der Wechselwirkungen werden aber einige Querverweise nötig sein.

Nicht alle in diesem Skript enthaltenen Informationen sind eindeutig belegt. Nicht belegte Informationen stammen in der Regel aus dem Werk von Blüthgen und Weischet (1980³): Allgemeine Klimageographie, Berlin.

Die Atmosphäre - Definition, Charakterisierung, Dimensionen

,,Die Atmosphäre ist die an der Rotation teilnehmende Lufthülle der Erde" Lauer¹

,,Unter Atmosphäre versteht man allgemein eine von der Schwerkraft eines Himmelskörpers festgehaltene Gashülle. Ihre Zusammensetzung kann sehr verschieden sein und hängt wesentlich von Temperatur, Größe und Masse des Himmelskörpers ab." Weischet²,,Die Lufthülle der Erde" Leser, Wörterbuch³, S. 49

,,Atmosphäre ist, ganz allgemein gefaßt, eine durch Massenanziehung an einen Himmelskörper gebundene Gashülle" Blüthgen / Weischet⁴

Bei den Autoren diverser Fachliteratur zeigen sich bei den jeweiligen Definitionen des Begriffes der Atmosphäre nur wenige Differenzen. Allgemein mag darunter die Gashülle eines Planeten gemeint sein; im klimageographischen Sinne ist damit in der Regel die

Gashülle der Erde gemeint. Sie ist eine größtenteils recht homogene Mischung verschiedener Elemente und Verbindungen, deren Kondensationspunkt bei erdatmosphärischen Bedingungen nicht erreicht wird.

Eine genaue Abgrenzung der Erdatmosphäre ist kaum zu leisten. Ihr Übergang zum interstellaren Raum, der ebenfalls, wenngleich in sehr geringer Dichte, Gase enthält, ist fließend. Die Dichte der Erdatmosphäre nimmt nach außen hin nicht linear, sondern logarithmisch ab. Die halbe Masse der Atmosphäre liegt im Bereich von fünf Kilometern über der Erdoberfläche, 9/10 der Masse im Bereich von 33 km.⁵ Verglichen mit dem Erdradius von 6378 km in der Äquatorebene⁶ ist dies eine sehr geringe Höhe. Umgerechnet auf einen Globus von 1,3 m Durchmesser entspricht das 0,5 bzw. 3 mm⁷. In 250 km Höhe beträgt die Luftdichte noch rund eine Million Moleküle pro cm³, in 800 km Höhe noch etwa eines. Zum Vergleich: in Erdbodennähe enthält jeder cm³ Luft rund 10¹⁹ Moleküle⁸. Nähme die Dichte der Atmosphäre nicht nach oben hin ab, sondern würde sie einen Mantel um die Erde bilden mit konstant dem Druck, der in Bodennähe herrscht, so wäre die Atmosphäre nur etwa acht Kilometer hoch.⁹

Der Begriff der Atmosphäre ist zunächst ein Kunstwort, zusammengebaut aus den griechischen Worten atmos (=Dunst) und sphaira (= Kugel)¹⁰. Der Begriff ,,Dunst" mag hier zunächst an Nebelfelder erinnern; gemeint ist jedoch eine leichte Trübung durch unterschiedliche Gase und Partikel bei einer verbleibenden Sichtweite von rund 15 km. Ebenfalls nicht ganz gesichert ist die Entstehung der Erdatmosphäre in ihrer heutigen Form. Proxydaten geben heute nur über die Entwicklung der letzten Jahrmilliarde halbwegs zuverlässig Auskunft - bei einem geschätzten Erdalter von 4,2 Milliarden Jahren nur wenig aufschlußreich.

Die vertikale Struktur der Erdatmosphäre

Vertikal betrachtet besteht die Erdatmosphäre aus verschiedenen Schichten. Sie ergeben sich aus den Wirkungen der Schwerkraft auf die einzelnen Atmosphärenteilchen. Charakteristisch für unterschiedliche Schichten sind Unterschiede in der Zusammensetzung, der Art der ablaufenden chemischen Prozesse und im Verlauf des Temperaturprofiles. Die Übergänge zwischen diesen Schichten sind generell fließend. Die Übergangszone kann unterschiedliche Dicken haben. Die schärfste Abgrenzung zwischen Schichten finden wir, wenn stabile Schichtungen mit Inversionen vorliegen. Abb. 2 zeigt den Schichtenbau der Atmosphäre.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

In der üblichen Differenzierung finden wir als unterste Schicht die Troposphäre (griech. ,,tropé" = Wendung, Umkehr, Veränderung¹¹ ). Sie ist nach oben hin durch die sog. Tropopause (griech. ,,paúein" = aufhören, beenden) zur darüberliegenden Schicht abgegrenzt. Die Troposphäre zeichnet sich in ihrem Temperaturprofil dadurch aus, daß hier die Temperatur mit der Höhe um etwa 0,6 K pro 100 m abnimmt. Dieses Faktum ist Folge von feucht- bzw. trockenadiabatischen Expansions- und Kompressionsvorgängen beim Aufsteigen oder Absinken einer Luftmasse¹².

Die Höhe der Troposphäre ist regional unterschiedlich. Die Tropopause als Obergrenze liegt über den Polargebieten in einer Höhe von 8 - 10 km, im äquatorialen Bereich in 15 - 18 km Höhe. Sie liegt generell auf beiden Halbkugeln im Sommer höher als im Winter. Die Troposphäre ist diejenige Schicht der Atmosphäre, in der das Leben stattfindet. Sie reicht über die höchsten Gipfel der Erde hinaus. Höher entwickelte Lebensformen kommen außerhalb der Troposphäre allenfalls in hermetisch abgeschlossenen Flugmaschinen vor, in denen die Bedingungen der unteren Troposphäre künstlich hergestellt werden. Dem entsprechend ist die Troposphäre die am besten untersuchte Schicht.

Die Kombination der beiden Fakten, daß die Temperatur in der Troposphäre gleichmäßig mit der Höhe abnimmt, und der höheren Lage der innertropischen Tropopause ergibt sich, daß die niedrigsten Temperaturen der Troposphäre nicht etwa in den polaren Gebieten, sondern an der Obergrenze der Troposphäre über den Tropen auftreten.

Die Tropopause ist nicht global einheitlich. In der Regel enthält sie im Bereich des Subtropen- und des Polarjets jeweils einen Bruch, verbunden mit einer deutlichen Höhenstufe. So kann es gar vorkommen, daß sich gelegentlich zwei Tropopausenteile überlagern. Durch diese Brüche kann ein Austausch von Luftmassen mit der darüberliegenden Schicht zustande kommen. Ansonsten wirkt die Tropopause als Inversionssperrschicht, das heißt, durch sie hindurch findet kaum Austausch von Luftmassen zwischen Tropo- und Stratosphäre statt¹³. Oftmals wird die Troposphäre noch weiter unterteilt. Die untersten ca. 2 km werden Peplosphäre genannt (von griech. ,,péplos" = Mantel). Meist ist sie nach oben hin durch eine Wolkendecke oder eine Inversion abgegrenzt. Auch sie kann noch in verschiedene Typen differenziert werden, was aber den Rahmen dieser Arbeit sprengen würde. Oberhalb der Tropopause schließt sich die Stratosphäre an (lat. ,,stratum" = Decke), wiederum nach oben von der sog. Stratopause abgegrenzt. Diese befindet sich in rund 25 km Höhe. Die Stratosphäre ist eine weitgehend isotherme Schicht, das heißt, hier findet keine vertikale Temperaturänderung statt. Die Temperatur liegt hier stabil bei rund -45° C über den Polargebieten und rund -80° C über den Tropen, entsprechend der Temperatur an der oberen Grenze der Atmosphäre¹⁴.

Eine Temperaturänderung mit der Höhe findet sich erst wieder in der sich nach oben hin anschließenden Mesosphäre (griech. ,,méson" = Mitte). In ihren untersten 10 km - also etwa bis zu einer Höhe von rund 35 km - steigt die Temperatur wieder an und erreicht in 35 km Höhe fast 0° C. Dieser Anstieg wird allgemein begründet durch die in diesem Niveau stattfindenden Photodissoziationsprozesse rund um die Bildung einer Schicht von Ozon (s. u.). Diese Reaktionen setzen beträchtliche Wärmemengen frei, die zu diesem Temperaturanstieg führen.

Oberhalb dieses Niveaus sinkt die Temperatur wiederum kontinuierlich mit der Höhe ab bis auf rund -80° C in einem Höhenniveau von 80 km. Dort liegt die Mesopause als obere Grenze der Mesosphäre. Sie ist gleichzeitig die Obergrenze für die Homosphäre, eine Sammelbezeichnung für alle bislang genannten Schichten. Ihr Name und ihr Sinn rühren daher, daß in der Homosphäre die Zusammensetzung der reinen, trockenen Atmosphäre (s. u.) abgesehen von der Konzentration des Ozons in der unteren Mesosphäre sehr homogen ist und kaum Schwankungen der Gemengeanteile unterliegt, abgesehen von der Konzentration des Ozons in einem bestimmten Höhenniveau (s. u.). Hupfer nennt diese Obergrenze der Homosphäre auch ,,Turbopause"¹⁵.

Oberhalb schließt sich die Heterosphäre an (griech. ,,héteros" = andersartig, verschieden), in welcher chemische Prozesse die Zirkulationsvorgänge so stark überwiegen, daß die Zusammensetzung der Atmosphäre in dieser Sphäre nicht einheitlich ist. Die Heterosphäre trägt je nach Autor auch andere Bezeichnungen. Weischet und Lauer nennen sie ,,Ionosphäre"¹⁶, Blüthgen / Weischet nennen sie noch zusätzlich ,,Thermosphäre"¹⁷. Die Obergrenze der Heterosphäre ist nicht definiert; sie verliert sich nach oben hin im interstellaren Raum. Neben der Zusammensetzung ist ein wichtiges Merkmal der Heterosphäre ihr enormer Temperaturanstieg mit der Höhe bis auf rund 1000° C. Bei anderen Autoren finden sich etwas abweichende Darstellungen. Sönning und Keidel beispielsweise teilen die Heterosphäre in die Ionosphäre, die in dieser Darstellung auch noch in die Mesosphäre hineinreicht, und in die bei ca. 400 km Höhe beginnende Exosphäre, den interstellaren Raum, der nicht mehr zur Erdatmosphäre gerechnet wird¹⁸.

Die Zusammensetzung der Erdatmosphäre

Bei der Betrachtung der Zusammensetzung unserer Atmosphäre ist es in der Literatur allgemein üblich, drei verschiedene Bestandteile der Luft separat zu betrachten: den Wasserdampf, das Aerosol und die Restluft, meist als saubere, trockene Luft bezeichnet. Diese Untergliederung ist deshalb sinnvoll, weil in der Homosphäre die Anteile von Wasserdampf und Aerosol erheblichen regionalen und temporären Schwankungen unterliegen, die trockene, reine Luft aber durch ständige Zirkulation in ihrer Zusammensetzung weitgehend homogen ist und Schwankungen nur in relativ langen Zeiträumen, kaum jedoch regional differenziert auftreten.

Die reine, trockene Atmosphäre

Die reine, trockene Atmosphäre ist ein Gemisch einer Vielzahl von Gasen (s. Tab. 1). Die meisten von ihnen kommen aber nur als Spurengase vor; den weitaus größten Anteil bilden bereits zwei Gase, Stickstoff und Sauerstoff.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tab. 1: Zusammensetzung der trockenen, reinen Atmosphäre nahe dem Meeresniveau.

Entnommen aus: Blüthgen / Weischet (1980³): Allgemeine Klimageographie, Berlin.

Stickstoff (N2)

Der Stickstoff bildet mit 78,084 Vol.-% den größten Anteil der atmosphärischen Gase. Im gesamten System Erde (Summe aus Geosphäre, Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre) kommt er hauptsächlich in der Atmosphäre vor. Von hier aus steht er den anderen Sphären, vor allem der Biosphäre, zum Gebrauch zur Verfügung. Umgesetzt wird er vor allem von Bakterien, die Stickstoff verbrauchen oder freisetzen können. Teilweise wird er auch durch elektrochemische Prozesse bei Blitzeinschlägen sowie in jüngerer Zeit auch durch die Düngemittelanwendung in die Atmosphäre freigesetzt.

Sauerstoff (O2)

Der atmosphärische Sauerstoff ist nur ein Bruchteil der Sauerstoffmenge des Systems Erde. Dennoch stellt er mit einem Anteil von 20,948 Vol.-% die zweitgrößte Fraktion der Bestandteile der Erdatmosphäre. Stärker noch als der Stickstoff befindet sich auch der Sauerstoff in einem Fließgleichgewicht. Er wird im Rahmen der Photosynthese von Pflanzen produziert und von Menschen und Tieren sowie bei Verbrennungsprozessen verbraucht, d. h. mit anderen Stoffen zu weiteren Ausgangsprodukten umgesetzt, z. B. zu CO2. Wie er nun überhaupt in so großen Mengen in die Atmosphäre kommt, ist noch nicht endgültig geklärt. Das Vorhandensein von Sauerstoff ist in Planetenatmosphären nach heutigen Kenntnissen allgemein recht ungewöhnlich. Sicherlich haben hier pflanzliche Umwandlungsprozesse eine gewisse Bedeutung. Doch in den späten 40er Jahren dieses Jahrhunderts entdeckte man, daß in rund 80 km Höhe die harte Sonnenstrahlung am dortigen Wasserdampf eine Photodissoziation vorgenommen haben kann, einen Prozeß, in dem Wasserdampf in seine Bestandteile Sauerstoff und Wasserstoff aufgespalten wird. Dieser Sauerstoff - spezifisch relativ schwer - soll nach dieser Theorie dann zum Erdboden gesunken sein.

Welche Gewichtung die genannten Prozesse hatten und ob weitere Prozesse zur Bildung des Sauerstoffes führten, ist bis heute ungeklärt¹⁹.

Edelgase

Die Gruppe der Edelgase ist mit Argon, Neon, Helium, Krypton und Xenon in der Atmosphäre vertreten, wobei das Argon bereits einen Anteil von 0,934 Vol.-% an der Atmosphäre ausmacht und somit die drittgrößte Anteilsfraktion in der Atmosphäre stellt. Sie stammen aus radioaktiven Zerfallsprozessen in der Erdkruste und sind chemisch inaktiv, gehen also keine Verbindungen ein.

Kohlendioxyd (CO2)

Einen im Vergleich zu seiner Bedeutung sehr geringen Prozentanteil an der Zusammensetzung der Erdatmosphäre hat das Kohlendioxyd. Sein Anteil liegt bei 0.03 Vol.%. Natürlicherweise entsteht es bei Atmungsprozessen von Tier und Mensch sowie vielen pflanzlichen Zellen, bei Verwesungsprozessen, Vulkanausbrüchen und bei den in der Natur vorkommenden Brandgeschehen. Gebunden wird es bei der Photosynthese sowie zu einem geringen Teil durch die Ablagerung am Grunde von Ozeanen.

Klimatologisch ist es deshalb interessant, weil es die Strahlungsströme beeinflußt und in den Austausch von Strahlung zwischen Erde und Kosmos eingreift. Es läßt die kurzwellige Strahlung der Sonne ungehindert passieren, reflektiert aber die langwellige Gegenstrahlung der Erde diffus und schleudert so einen Teil dieser Strahlung zurück zur Erde, deren Oberfläche wiederum einen Teil dieser Strahlung in Wärme umsetzt und diese Wärme an die Bodenluft weitergibt. Eine Erhöhung des CO2-Anteils in der Atmosphäre hätte verstärkte Rückstrahlung und somit eine verstärkte Wärmeabgabe der Erdoberfläche an die Atmosphäre zur Folge. Analog zu den Prozessen in landwirtschaftlichen Glashäusern wird dieser Vorgang allgemein als ,,Treibhauseffekt" bezeichnet.

Die Auswirkungen eines solchen Prozesses auf den globalen Meereswasserspiegel (Abschmelzen der polaren Eismassen), auf die Niederschlagsverteilung und Wüstenbildung sowie auf die Pflanzengeographie sind nicht absolut absehbar und werden derzeit umfassend diskutiert.

Tatsächlich ist es so, daß durch menschliche Aktivitäten der Anteil des CO2 in der Atmosphäre steigt. Durch Verbrennungen aller Art, insbesondere in Motoren, Kraftwerken und Industrien, wird verstärkt CO2 freigesetzt - mehr, als gleichzeitig von natürlichen Prozessen gebunden werden kann. Um die letzte Jahrhundertwende lag der Anteil von CO2 in der Luft bei rund 290 ppm, bis 1972 war er bereits auf 324 ppm gewachsen, was einer Zunahme von 11% entspricht. Blüthgen und Weischet erwarten, beruhend auf Berechnungen von Mitchell (1975), für das Jahr 2000 einen Wert von 385 ppm, 32% über dem Wert vom Beginn dieses Jahrhunderts. Dieser Anstieg ist definitiv auf anthropogene Aktivitäten zurückzuführen²⁰.

Abgesehen von der langfristigen Zunahme weist die CO2-Konzentration eindeutig regional einen Jahresgang auf: Im Frühjahr und Sommer der jeweiligen Halbkugel nehmen die Pflanzen am meisten CO2 auf. Im Herbst und Winter erreicht dagegen die Freisetzung des CO2 ein Maximum, da zu diesen Zeiten verstärkt Zerfallsprozesse im Boden stattfinden und auch die anthropogene Produktion durch Feuerung und Energiegewinnung am größten ist. Aufgrund der unterschiedlichen Land-Wasser-Verteilungen auf den unterschiedlichen Halbkugeln kommt dieser Schwankungseffekt vor allem auf der Nordhalbkugel zum Tragen.

Ozon (O3)

Ozon ist die dreiatomige Variante des Sauerstoffes. In der Atemluft ein starkes Nervengift, ist es doch in der höheren Atmosphäre die Grundbedingung dafür, daß überhaupt Leben auf der Erde existieren kann. Es ist in der gesamten Atmosphäre nur peripher vorhanden. Konzentriert auf einen Ring an der Erdoberfläche ergäbe das Ozon der gesamten Atmosphäre eine Schichtdicke von nur 2 mm. Diese Menge ist jedoch nicht gleichmäßig über die Erdoberfläche verteilt, sondern konzentriert sich in etwa 25 - 50 km Höhe. Trotz des geringen Vorkommens hat das Ozon eine lebensnotwendige Fähigkeit: es ist in der Lage, durch photochemische Prozesse den harten, ultravioletten (UV) Teil der Sonnenstrahlung aus dieser herauszufiltern. Diese Strahlung würde, wenn sie die Erdoberfläche erreichen könnte, zu Verbrennungen von Gewebe und zu Erbgutveränderungen führen. Der spärliche noch durchkommende Rest genügt bereits, um uns bei zu langem ungeschütztem Aufenthalt in der Sonnenstrahlung einen Sonnenbrand oder gar Hautkrebs zuzufügen.

Die Entstehung des Ozons beruht darauf, daß sehr harte Sonnenstrahlung im Wellenlängenbereich von 0,18 bis 0,24 _m in der Stratosphäre und in der Mesosphäre den dort vorhandenen Sauerstoff dissoziiert, also in einzelne Sauerstoffatome spaltet. Diese Strahlung wird dabei in Energie umgesetzt, so daß sie nicht bis zur Erdoberfläche durchdringen kann. Diese sehr reaktionsfreudigen O-Moleküle suchen sich nun passende Reaktionspartner - unter anderem weitere Sauerstoffmoleküle (O2), an die sie sich anlagern und so O3, Ozon, bilden. Dieses Ozon kann sich aber nicht unbegrenzt anreichern, sondern wird von einem anderen Strahlungsbereich, von 0,20 bis 0,32 _m wiederum dissoziiert in O2 und ein freies O-Atom, welches sich wiederum einen neuen Reaktionspartner sucht, der aber nicht unbedingt wieder O3 bildet. Auch dieser Wellenbereich wird dabei fast völlig absorbiert. Das Ozon befindet sich also in einem ständigen Fließgleichgewicht mit dem umgebenden atmosphärischen Sauerstoff, wobei aber noch etliche weitere chemische Prozesse beteiligt sind. Problematisch kann es also genau dann werden, wenn sich die Zusammensetzung der Erdatmosphäre so verändert, daß die anderen beteiligten Stoffe auf die Reaktion Einfluß nehmen und das Fließgleichgewicht verändern. In diesem Zusammenhang sind seit einigen Jahren die Fluorchlorkohlenwasserstoffe (FCKW) in der Diskussion. FCKW werden als Treibmittel in Spraydosen, als Schäummittel und Kühlflüssigkeit in Kühlschränken verwendet. Gelangen sie nach ihrer Freisetzung mit der allgemeinen atmosphärischen Zirkulation in die Ozonanreicherungsgebiete, so beeinflussen sie das dortige Fließgleichgewicht bereits dann, wenn sie nur in sehr geringen Mengen vorkommen. Sie wirken ozonabbauend und haben dabei nur eine Katalysatorfunktion, das heißt, sie gehen unverändert wieder aus der Reaktion hervor und können so sehr viele Ozonmoleküle zerstören, bevor sie anderweitig gebunden werden.

Dieser erhöhte Abbau von Ozon macht sich bereits global bemerkbar. In einigen Gebieten vor allem im antarktischen Bereich (im Bereich der Ökumene ist vor allem Australien betroffen) ist die Mächtigkeit der Ozonschicht so weit reduziert, daß zunehmend ultraviolette Sonnenstrahlung die Erdoberfläche erreicht und hier verstärkt Mutationen wie z. B. Hautkrebs hervorruft.²¹

Produktionsverbote von FCKW sind schon lange in der öffentlichen Diskussion; weniger schädliche Alternativen gibt es bereits in allen Bereichen. Dennoch ist bisher kein globaler Produktionsstop durchgesetzt worden.

Auch die Abgase von Ultraschallflugzeugen, die in der unteren Stratosphäre fliegen, sind mit am Ozonabbau beteiligt. Ihre Abgase enthalten Stickoxide (NOx), die ebenfalls wirksam Ozon zerstören. Allein durch die Wirkungen einer zu erwartenden Überschallflotte der Welt erwarten Schiff und McConnell²² einen Rückgang der Ozonkonzentration um 16% auf der Nord- und um rund 8% auf der Südhalbkugel. Bereits bei einem Rückgang von einem Prozent erwarten die Autoren biologisch negative Folgewirkungen²³.

Bei den verschiedenen Dissoziationsvorgängen im Zusammenhang mit Ozonbildung und - abbau tritt begleitend ein gewaltiger Energieumsatz auf. Die in der ultravioletten Strahlung enthaltene Energie wird zu großen Teilen in Wärme umgesetzt. Das Ozonanreicherungsgebiet ist daher als hochatmosphärische Heizfläche anzusehen.

Zunehmend tritt Ozon inzwischen aber auch in der bodennahen Atemluft auf. Grund dafür ist die Photodissoziation von Abgasen von Autos und Fabriken. Dem entsprechend liegen nach Presseberichten die Hautkrebsraten in den Städten am niedrigsten. Besonders in Zeiten hoher Einstrahlung an sonnigen Tagen im Sommer ist also mit der Bildung von Ozon in Erdbodennähe mit Maximum am Nachmittag zu rechnen. Ozon ist in der Atemluft aber ein starkes Nervengift. In den vergangenen Jahren begann aufgrund der zunehmenden Sensibilisierung der Bevölkerung für diese Problematik auch der Gesetzgeber mit der Einführung von gesetzlichen Maßnahmen. Ab einer Konzentration von 180 ppm in der Atemluft wird vor größerer Anstrengung im Freien gewarnt. Fahrverbote und Emissionsstop der Industrie sind ab 240 ppm vorgesehen, und auch dann erst, wenn mit einer anhaltenden Tendenz zur Ozonbildung gerechnet wird und einige andere Bedingungen erfüllt sind. Die Weltgesundheitsorganisation schlägt als akzeptablen Grenzwert 120 ppm vor; Umweltschützer kritisieren daher die gesetzlichen Maßnahmen als unzureichend²⁴. Zusätzlich interessant ist das hochatmosphärische Ozon zur Erforschung der atmosphärischen Zirkulation, insbesondere in der Stratosphäre und der Mesosphäre sowie zur Erforschung des Austausches zwischen Tropo-, Strato- und Mesosphäre. Hierbei vergleicht man regional die jeweiligen theoretisch aufgrund von Neubildung und Abbau vorhandenen Mengen mit den tatsächlichen Verhältnissen. Hierbei zeigt sich, daß gerade die tropischen Gebiete, über denen aufgrund der starken Sonneneinstrahlung die Produktionsrate von Ozon am größten ist, deutlich weniger Ozon beinhalten als die polaren Regionen. Grund hierfür ist ein umfangreicher Meridionalaustausch. Durch die geringere Einstrahlung wird in den Polarregionen das Ozon der Zersetzung weitgehend entzogen; die Polarregionen sind also Ozonanreicherungsgebiete. Nur wenige Prozent des Gesamtumsatzes werden im Rahmen eines Vertikalaustausches in die Troposphäre eingeleitet. Dies geschieht durch direkten Transport an Brüchen oder durch jahreszeitlich bedingte Verlagerungen der Tropopause.

Sonstige

Ammoniak (NH3) wird vor allem von Bakterien bei der Zersetzung organischer Substanz freigesetzt. Abgebaut wird es in der Regel durch Lösung in Wasser oder durch chemische Reaktionen mit OH-Radikalen. Auch Distickstoffoxid (N2O) entsteht bei der Zersetzung, wird aber über den Weg der Photodissoziation wieder abgebaut. Diese Stoffe sowie das weiterhin vorkommende Wasserstoffperoxid (H2O2) haben keine klimatologische Bedeutung. Zusätzlich finden sich in der Atmosphäre weitere Gase, vor allem solche, die durch anthropogene Eingriffe eingebracht wurden. Diese zählen nicht wirklich zur eigentlichen Zusammensetzung der Atmosphäre und werden von einigen Autoren daher zum Aerosol gerechnet (s. u.).

Wasserdampf

Das in seiner regionalen und temporären Verbreitung wohl wechselhafteste Gas in der Atmosphäre ist der Wasserdampf. Sein Anteil an der Luftmasse der untersten Atmosphärenschichten schwankt zwischen fast 0 und rund 4 Prozent, abhängig von Verdunstung, Niederschlag und Lufttemperatur. Übliche Werte sind 4 Vol.-% als Maximalwert in der bodennahen tropischen Troposphäre, 1,3% als Sommer- und 0,4% als Winterwert in den Mittelbreiten. Generell ist Luft in der Lage, eine bestimmte Menge Wasserdampf aufzunehmen. Der Maximalwert hierfür steigt mit zunehmender Temperatur logarithmisch an. Da mit der Höhe in der Troposphäre die Temperatur abnimmt, nimmt analog dazu auch der Wasserdampfgehalt mit der Höhe ab. In der unteren Stratosphäre ist Wasserdampf nur noch zu wenigen ppm²⁵ zu finden.

In jüngerer Zeit gelangt aber gelegentlich neuer Wasserdampf in die untere Stratosphäre. Abgase der bereits erwähnten Ultraschallflugzeuge enthalten einen großen Anteil Wasserdampf, der zunächst sichtbar als Kondensstreifen ausfällt und sich danach verteilt. Durch diesen anthropogenen Eingriff wird durch Zunahme der Dissoziation des H2O das O3- Gleichgewicht negativ beeinflußt. Außerdem befürchten Umweltschutzinitiativen eine Verstärkung des Treibhauseffektes durch diesen Wasserdampf; nach ihren Angaben ist stratosphärischer Wasserdampf bereits heute zu rund 3% am Zustandekommen des Treibhauseffektes beteiligt. Wegen dieser Rolle und den negativen Auswirkungen auf die Ozonschicht (s. a. oben) fordern sie u. a. ein weltweites Verbot von Flügen oberhalb der Troposphäre²⁶.

Aerosol

Was denn nun genau unter dem Begriff des Aerosols zu verstehen ist, sind sich die Autoren der Fachliteratur nicht ganz einig. Lauer definiert Aerosole als ,,kleinste Partikel, die sowohl auf natürlichem als auch auf künstlichem Wege in die Atmosphäre gelangen und dort eine Zeitlang schwebend verweilen"²⁷. Ob der Begriff ,,Partikel" gemäß der chemischen Definition ,,kleinste Materiekörperchen wie Moleküle, Atome, Atomkerne und Elementarteilchen"²⁸ auch Gase beinhaltet oder ob er wie bei Blüthgen / Weischet für feste Teilchen steht, bleibt hierbei offen. Bei Leser Wörterbuch sind Aerosole aber zunächst ,,die festen Bestandteile der Atmosphäre, welche als feinste Partikel in der Luft schweben" oder alternativ ,,ein Gas, das kleine, feinverteilte, schwebende, feste oder flüssige Teilchen enthält, die trotz der Schwerkraftwirkung nicht zum Boden sinken, sondern in der Schwebe bleiben"²⁹. Nach Leser müßte ein Gas also, um Aerosol genannt werden können, Aerosol im engeren Sinne, nämlich feste Teilchen enthalten. Blüthgen / Weischet und Weischet sind allerdings der Auffassung, daß zu den Aerosolen auch die nicht permanenten Gase sowie die anthropogen zusätzlich freigesetzten Mengen der permanenten Gase zählen; diese Deutung wird für diese Arbeit übernommen. Aerosole seien also alle nicht permanenten Bestandteile der Erdatmosphäre, gleich welchen Aggregatzustandes.

Konkret benennt Lauer folgende Erscheinungen als Aerosole: Staub, Rauch, Dampf, Salze und Mikroorganismen. Quellen sind vor allem aufgewirbelter Staub, verspratztes Seewasser, Rauch aus offenen Bränden oder Schornsteinen, natürliche und anthropogene Abdämpfe sowie Mikroorganismen.³⁰

Aerosole werden in der Regel von natürlichen (z. B. Vulkanausbrüchen) oder künstlichen Quellen (z. B. Industrie) in die Atmosphäre eingeführt, dort als Suspensionsfracht eine Zeit lang in Schwebe gehalten und lagern sich dann als Immissionen wieder ab bzw. werden von chemischen Prozessen gebunden und dabei der Atmosphäre wieder entzogen. Mit der Zeit haben die meisten Aerosole stabile Konzentrationen in der Luft einer jeweiligen Region entwickelt. Sie befinden sich damit in einem Fließgleichgewicht: Emission und Immission halten sich hierbei genau die Waage. Ausgenommen hiervon ist Aerosol, welches in sehr stark schwankender Intensität eingetragen wird, das also z. B. aus saisonal oder tageszeitenabhängig produzierender Industrie oder aus Vulkanausbrüchen stammt. Zu den Gasen, die, meist anthropogen bedingt, als Aerosole in die Atmosphäre eingetragen werden, gehören das Kohlenmonoxid (CO), das Kohlendioxid (s. o.), die Schwefelgase, Methan, Stickoxide und viele andere Spurengase. Die meisten von ihnen kommen in geringen Mengen auch natürlich in der Atmosphäre vor, erfahren aber durch den Menschen eine hohe Steigerung. Viele dieser Gase wirken direkt toxisch. So wird das CO im Körper an das Hämoglobin gebunden und verhindert so die Versorgung des Körpers mit lebensnotwendigem Sauerstoff. Bereits bei einer CO-Konzentration von 0,05% in der Atemluft ist nur noch 10% des Hämoglobins in der Lage, ordnungsgemäßen Sauerstofftransport durchzuführen.³¹ CO entstammt vor allem den Abgasen von Industrie und Kraftfahrzeugen. In Extremfällen können bereits bei austauscharmen Wetterlagen kritische Konzentrationen erreicht werden. CO kann in ausreichendem Maße im Boden wieder gebunden werden und stellt somit nur eine räumlich und temporär begrenzte Belastung dar.

Bei anderen Gasen entstehen chemische Folgewirkungen auf die Pflanzenwelt. Hierzu gehört das Schwefeldioxid (SO2), das durch Reaktion mit Wasserdampf schwefelige Säure (H2SO3) bildet, welches als ,,Saurer Regen" die Pflanzen teilweise direkt chemisch angreift, teilweise durch Bodenversauerung ihre Nährstoffaufnahme erschwert.

Neben den nicht permanenten Gasen zählen zum Aerosol aber auch feste Partikel, die in der Atmosphäre suspendiert sind. Sie bleiben nach ihrem Ausstoß in der Schwebe und können so mit der atmosphärischen Zirkulation transportiert werden, bevor sie sich aufgrund der Wirkung der Schwerkraft wieder absetzen. Wie schnell sie sich wieder absetzen und wie weit sie bis dahin transportiert werden können, hängt von ihrer Art und Größe ab und davon, ob sie in der Zwischenzeit chemische Reaktionen eingehen, die ihre Transporteigenschaften verändern.

Aus der Tendenz der festen Aerosole zum Absinken ergeben sich folgende regionale Verteilungsgrundsätze:

- je kleiner und je leichter ein Teilchen ist, desto länger bleibt es in der Atmosphäre und desto weiter kann es transportiert werden.
- Die Menge des Aerosols in der Luft nimmt mit der Entfernung zur Quelle ab. Auch Teilchengröße und -gewicht sind entfernungsabhängig.
- Die Aerosolkonzentration nimmt mit der Höhe ab. Ausnahmen hiervon können Fälle sein, in denen das Aerosol erst in einer gewissen Höhe freigesetzt wird, beispielsweise aus Schornsteinen oder Eintrag durch Meteore; unterhalb der Eintragshöhe können ggf. niedrigere Konzentrationen auftreten.

Teilchen mit sehr geringer Absinkgeschwindigkeit können allerdings im Rahmen der allgemeinen atmosphärischen Zirkulation über sehr große Entfernungen und in relativ große Höhen transportiert werden. So ist die gesamte Atmosphäre mit Aerosol durchsetzt - allerdings in regional und temporär stark schwankender Intensität. Eine gewisse Grundmenge ist als ,,background-Aerosol" aber ständig in der Atmosphäre vorhanden. Die einzelnen Teilchen des Festkörperaerosols erreichen in der Regel nur Radien bis max. 2 _m

(= 2x10-⁶ m). Sie werden in folgende Größenklassen eingeteilt:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tab. 1: Größenklassen des Aerosols. Nach: Blüthgen / Weischet, S. 54f.

Entstehen können solche Aerosolteilchen generell auf zwei Wegen: entweder werden sie direkt in die Luft entlassen, oder sie entstehen in der Atmosphäre durch chemische

Reaktionen. Die natürliche direkte Partikelemission kommt vor allem zustande aus Seesalz, Gesteins-, Vulkan- und Meteoritenstaub; hinzu kommen anthropogene Einträge. Gesteinsstaub ist hierbei vor allem aufgewirbelter Boden aus Trockengebieten. Vor allem aus der südlichen Sahara und dem Sahel weht regelmäßig Staub über den Atlantik nach Westen. Dieser Transport selbst bis nach Europa kann gewaltige Ausmaße annehmen: im März 1901 wurden über Mitteleuropa bis hin nach Dänemark rund 1,8 Mio. Tonnen Staub abgelagert. Viele dieser Teilchen haben eine wichtige klimatologische Funktion. Zunächst beeinflussen sie die Kondensation und mit ihr das Wettergeschehen. An ihnen können sich kleine Wolkentropfen zu großen Regentropfen sammeln, so daß sie schneller aus der Wolke ausfallen. Zusätzlich dazu sind große Kerne und Aitkenkerne optisch wirksam: der optisch sichtbare Bereich der Sonnenstrahlung wird an ihnen diffus reflektiert. Je kleiner dabei der Durchschnitt der Teilchen liegt, desto stärker wird dabei vor allem der kurzwellige Bereich der sichtbaren Strahlung betroffen, also der blaue Farbanteil. Dies trägt dazu bei, daß die Sonne generell, besonders, wenn sie tief steht und ihr Licht einen relativ weiten Weg in der Atmosphäre zurücklegen muß, rot erscheint, während der Himmel um sie herum im diffus reflektierten blauen Farbton erstrahlt.

Alle bisher genannten Formen des Aerosols, gasförmig und fest, können durchaus radioaktive Substanzen beinhalten. Diese Substanzen zerfallen ohne direkten äußeren Anlaß und strahlen dabei _-, _- oder _-Strahlung aus. In Überdosis können solche Strahlungen lebensgefährlich werden, in normalen atmosphärischen Konzentrationen fördern sie durch behutsames Hervorrufen von Mutationen eher die genetische Weiterentwicklung des Lebens. Viele dieser radioaktiven Substanzen sind in der Erde enthalten und so natürlichen Ursprunges, z. B. Calium 40, Uran, Aktinium und Thorium. Bei ihrem Zerfall entstehen u. a. radioaktive Edelgase, die in die Atmosphäre diffundieren.

Zusätzlich werden von anthropogener Seite radioaktive Stoffe in die Atmosphäre freigesetzt. Besonders durch die oberirdischen Atombomentests ab 1952 stieg die Radioaktivität in der Atmosphäre deutlich an. Der größte Teil des dabei entstehenden radioaktiven Staubes setzt sich zwar bereits innerhalb einer halben Stunde im Umfeld ab, kleinere Partikel benötigen jedoch bis über 70 Tage für die Sedimentation und können in dieser Zeit über die ganze Erde verteilt werden. Dies ist besonders der Fall, wenn radioaktive Partikel in die Stratosphäre oder gar in die Strahlströme geraten, wie bei der französischen Atombombenzündung vom 13. 02. 1960 in der Sahara geschehen. Seit dem Atomteststop Mitte der 60er Jahre geht global die atmosphärische Radioaktivität wieder zurück.

Diese Stoffe haben allerdings eine recht lange Halbwertszeit (die Zeit, in der die Hälfte der Kerne zerfallen, Maß für die Geschwindigkeit des Nachlassens der Radioaktivität), das recht gefährliche Strontium 90 beispielsweise von 28 Jahren. Teilweise nehmen die Körper von Lebewesen, auch von Menschen, solche Stoffe auf, bauen sie in ihr Gewebe mit ein und bewirken so neben der Belastung von außen (die heute zusätzlich durch die Röntgentechnik verstärkt wird) auch eine Belastung von innen. Dies kann zu Erbgutveränderungen führen. Die bekannteste davon ist der Krebs.

Eine weitere bedeutende Gruppe, die nach Blüthgen / Weischet ebenfalls zum Aerosol gerechnet wird, sind die in der Atmosphäre vorkommenden Organismen. Hierbei handelt es sich um ,,Bakterien, Pilze, Sporen, Pollen und andere Keime". Viele von ihnen sind in der Lage, Krankheiten hervorzurufen. Für sie gelten ähnliche Gesetze wie für feste Partikel: ihre Konzentration nimmt mit zunehmender Höhe ab. Außerdem kommen sie größtenteils über Land vor. Es ist daher mehr als nur Volksglaube, daß Hochgebirgs- und Seeluft die Genesung von Krankheiten fördert. Ihre höchsten Konzentrationen erreichen sie in den bodennahen Luftschichten über Land bei trockenem, windigem Wetter im Sommer. Normale Konzentrationen in Bodennähe sind 500-1000 Organismen pro m³. Die bekanntesten Organismen dieser Kategorie sind die Pollen, auf die viele Menschen allergische Reaktionen zeigen. Als Kur empfiehlt sich auch hier ein Besuch der Hochgebirge.

Die Heterosphäre

Der Name der Heterosphäre rührt daher, daß die Zusammensetzung der darin enthaltenen Luft nicht einheitlich, sondern heterogen ist. Durch die intensive Bestrahlung der Sonne mit noch dem vollen Spektrum an Wellenlängen finden hier zahlreiche chemische Reaktionen statt. Die daraus entstehenden Substanzen trennen sich nach ihrem spezifischen Gewicht auf. Da eine atmosphärische Durchmischung hier weitestgehend fehlt, trennen sich die einzelnen Verbindungen auf und separieren sich voneinander. Je weiter man also in der Atmosphäre nach oben (von der Erdoberfläche weg) kommt, desto leichter sind die hier vorhandenen Gase. Schließlich, sehr weit außen, findet sich nur noch das leichteste Gas, der Wasserstoff³². Die in dieser Schicht ankommende primäre Sonnenstrahlung hat neben der dissoziierenden Wirkung auch eine ionisierende, d. h. aus den hier vorhandenen Substanzen sind viele, die Ionen, also elektrisch geladene Atome, bilden. Diese Reaktion hat zur Folge, daß eine große Menge Sonnenenergie über die chemischen Reaktionen in Wärme umgesetzt wird, wodurch die Temperatur in der Heterosphäre bis zu 1000° C erreicht. Aus diesen Aspekten ergeben sich auch die Bezeichnungen ,,Ionosphäre" und ,,Thermosphäre".

Möglicherweise ist in dieser Schicht auch ein Teil des Sauerstoffes entstanden, den unsere Atmosphäre enthält. Möglicherweise ist in der Heterosphäre einst vorkommender Wasserdampf dissoziiert worden. Endprodukte: nach oben entweichender Wasserstoff und gen Boden sinkender Sauerstoff. Nach seinem Absinken mag dieser Sauerstoff in die Zirkulation der niederen Luftschichten geraten sein. Vermehrt wurde er aber ziemlich sicher auch durch Pflanzen.

Der Mensch und seine Atemluft - eine Schlußbetrachtung

Die Luft, die jeden Moment unseres Lebens unsere Lungen füllt, ist Teil einer Atmosphäre, die in dieser Struktur und Zusammensetzung noch auf keinem anderen Planeten beobachtet wurde. Eine Reihe von offenbar einzigartigen Prozessen hat unsere Atmosphäre in ihrer heutigen Form geschaffen und so unser Leben auf diesem Planeten erst ermöglicht. Der Teil, den wir erleben, ist nur der unterste Teil der Atmosphäre, die Troposphäre. Sie übersteigt alle Berge der Erde, und wohl kaum ein Mensch hat sich je außerhalb von ihr aufgehalten, ohne ihre Bedingungen am Boden um sich herum künstlich hergestellt zu haben. Zusammengesetzt ist die Atmosphäre aus einer Reihe von Gasen, die in den unteren Schichten erstaunlich gleichmäßig miteinander vermischt sind.

An dieser Stelle kommt der Mensch ins Spiel. Gerade seit Mitte des vergangenen

Jahrhunderts fängt er an, bewußt oder unbewußt diese Zusammensetzung langsam, aber sicher zu verändern. Dieser Prozeß wird trotz einer Reihe mahnender Stimmen fortgesetzt und so das bisherige Gleichgewicht, welches unser Leben ermöglicht, leicht verschoben. Noch sind die Folgen nicht genau geklärt, aber die Reduktion der Ozonschicht und die Erwärmung durch den Treibhauseffekt haben bereits meßbare Ausmaße angenommen. Klimatologische Folgewirkungen sind zu erwarten. Gleichzeitig setzt der Mensch sich selber Stoffe in die Atemluft, die seinen Körper direkt schädigen.

Früher oder später wird sich die Menschheit überlegen müssen, wie sie mit diesem Problem umgeht. Noch ist Gelegenheit, Maßnahmen zu ergreifen, die nur wenig drastisch sind. Die ersten Schritte sind bereits getan. Die Frage ist, wann die Antwort kommt. Ob eine Lösung erst dann angegangen wird, wenn die Folgen größere Auswirkungen zeigen - oder ob die Menschheit schon vorher bereit ist, ihr Verhalten auf diesem Planeten zu ändern.

Literatur

Fachliteratur

- Becker, A. u. W. Hübner (1987): Klimatologie, Studienskript zur Vorlesung von Prof. Dr. W. Lauer an der Rheinischen Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn im Sommersemester 1986, Bonn.
- Blüthgen, J. u. W. Weischet (1980³): Allgemeine Klimageographie, Berlin.
- Faust, H. (1967): Der Aufbau der Erdatmosphäre, Braunschweig.
- Hupfer, P. (1996): Unsere Umwelt, das Klima, Globale und lokale Aspekte, Leipzig. · Lauer, W. (1999³ ): Klimatologie, Braunschweig.
- Roedel, W. (1992): Physik unserer Umwelt, Heidelberg.
- Sönning, W. u. C. G. Keidel (1998⁴ ): Wolkenbilder, Wolkenvorhersage, München. · Weischet, W. (1995⁵ ): Einführung in die allgemeine Klimatologie, Stuttgart.

Weitere verwendete Literatur

- Brockhaus AG Hrsg. (1988²): Schülerduden Die Chemie, Mannheim.
- Leser, H. Hrsg. (1998¹⁰ ): Wörterbuch Allgemeine Geographie, München / Braunschweig.
- Linder, H. (1992²⁰ ): Biologie, Stuttgart.
- Robin Wood e. V. Hrsg. (1995): Ökokalender 1996, Bremen.
- Sowie diverse Kurzschriften von Vereinigungen des Umwelt- und Naturschutzes

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¹ Wilhelm Lauer (1999³): Klimatologie, Braunschweig, S. 14.

² Wolfgang Weischet (1995⁶ ), Einführung in die Allgemeine Klimatologie, Stuttgart, S. 39.

³ Hartmut Leser Hrsg. (1998¹⁰ ): Wörterbuch allgemeine Geographie, München, S. 49.

⁴ Blüthgen, J. u. W. Weischet (1980³): Allgemeine Klimageographie, Berlin, S. 42.

⁵ Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 65.

⁶ Weischet, Klimatologie, S. 19.

⁷ Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 65.

⁸ J. Bartels, zit. in: Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 65.

⁹ Walter Roedel (1992): Physik unserer Umwelt, Heidelberg, S. 12.

¹⁰ Lauer, Klimatologie, 1999, S. 14.

¹¹ alle griechischen Grundworte der Schichtnamen aus: Walter Sönning / Claus Keidel (1998): Wolkenbilder, Wettervorhersage, München.

¹² Roedel, Physik unserer Umwelt, 1992, S. 69.

¹³ Becker, A. u. W. Hübner (1987): Klimatologie, Studienskript, Bonn.

¹⁴ Lauer, Klimatologie, 1999, S. 15.

¹⁵ Peter Hupfer (1996): Unsere Umwelt, Das Klima, globale und lokale Aspekte, Leipzig.

¹⁶ Weischet S. 40, Abb. 7; Lauer S. 14 Abb. 1.1.

¹⁷ Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 66 Abb. II.a)4.

¹⁸ Sönning/Keidel: Wettervorhersage, 1998.

¹⁹ Heinrich Faust (1967): Der Aufbau der Erdatmosphäre, Braunschweig, S. 2-4.

²⁰ Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 45.

²¹ Robin Wood Hrsg. (1995): Ökokalender 1996, Bremen.

²² zitiert in: Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 47.

²³ Ahmed, in: Blüthgen / Weischet (1980): Klimageographie, S. 47.

²⁴ Vgl. diverse Informationsschriften von Umweltschutzverbänden, z. B. Robin Wood, OzonAlarm, Bremen 1996; ähnliche Schriften von VCD, Greenpeace u. a.

²⁵ ppm = parts per million, d. h. Teile pro Million Teile.

²⁶ Robin Wood (Hrsg.), Ökokalender 1996, Bremen 1995, S. 194.

²⁷ Lauer, Klimatologie, 1999, S. 13.

²⁸ Meyers Lexikonredaktion Hrsg. (1988): Schülerduden Die Chemie, Mannheim, S. 233.

²⁹ Leser, Wörterbuch, 1998, S. 16.

³⁰ Lauer, Klimatologie, 1999, S. 41; Blüthgen / Weischet, S. 49f.

³¹ Hermann Linder (1992²⁰ ) Biologie, Stuttgart.

³² Sönning / Keidel, S. 28.